Солнечная радиация
Лекция 2. Солнечная радиация
Источник солнечной радиации - Солнце - раскаленный газовый шар объемом в 13 млн раз больше Земли и массой, составляющей 99,87% Солнечной системы. От Солнца до Земли доходит 1/2 миллиардная часть излучаемой энергии, т.е. на 1 км2 земной поверхности и атмосферы попадает 330 тыс. кВт. Для сравнения: Братская ГЭС дает 4 млн кВт в год, что равно поступлению солнечной радиации на 12 км2. Мощность потока солнечной радиации выражается в Международной системе единиц СИ в ваттах на 1 м2 (ранее - в калориях на 1 см2 за 1 мин = 698 Вт/м2).
На верхнюю границу атмосферы, на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам, поступает количество радиации, равное примерно 1400 Вт/м2 (1,98 кал/см2 в 1 мин), что называют солнечной постоянной. На земной поверхности интенсивность прямой солнечной радиации ( I ) может быть от 1200 до 0 Вт/м2 в зависимости от широты и высоты места наблюдений, времени суток и года, величины поглощения радиации атмосферой. На горизонтальную поверхность приходит меньшее количество прямой радиации ( I1 ), в зависимости от высоты ( h ) Солнца над горизонтом:
I1 = I sin h.
В атмосфере наблюдается три вида потоков солнечной радиации: прямая, рассеянная и отраженная. Прямая – поступает от диска Солнца в виде пучка параллельных лучей. При прохождении через атмосферу, она частично рассеивается газами и аэрозольными примесями в воздухе (пыль водяной пар) и переходит в форму рассеянной радиации ( i ), которая составляет примерно 25% энергии общего потока солнечной радиации. Рассеиванием является частичное преобразование прямой радиации, имеющей направленное распространение, в радиацию, которая идет по всем направлениям. Значительная доля (более 70%) этой радиации также приходит к земной поверхности. Однако рассеянная радиация будет существенно отличаться от прямой, так как она идет не от солнечного диска, а от всего небесного свода. В связи с этим ее приток измеряют на горизонтальную поверхность.
Рассеивание солнечной радиации в атмосфере дает рассеянный дневной свет, то есть вся атмосфера днем служит источником освещения и светло даже там, куда не попадают солнечные лучи или при сплошной облачности, закрывающей Солнце.
Прямая солнечная радиация частично переходит в теплоту и идет на нагревание атмосферы. Прямая и рассеянная радиация действуют совместно и составляют суммарную радиацию ( Is ), которая достигает поверхности Земли, в большой степени поглощается ею и нагревает ее:
Is = I sin h + i.
Рекомендуемые материалы
Интенсивность суммарной радиации зависит от высоты Солнца, прозрачности атмосферы и возрастает с увеличением высоты местности над уровнем моря и уменьшением географической широты. Облачность, не закрывающая солнечный диск, усиливает суммарную радиацию по сравнением с безоблачным небом. Облака нижнего яруса практически полностью не пропускают прямую радиацию и уменьшает суммарную. Рассеянной радиации поступает меньше, чем прямой. Количество ее в потоке суммарной радиации возрастает при загрязнении атмосферы, наличии снежного покрова и снижении Солнца над горизонтом.
Отраженная ( Q ) - часть радиации, которая отражается облаками и поверхностью Земли, уходит в межпланетное пространство.
Раздел метеорологии, изучающий потоки энергии Солнца, называется актинометрией.
Для измерения солнечной радиации применяются актинометрические приборы: актинометр, пиранометр, альбедо-метр. Это термоэлектрические приборы, приемником радиации в которых служат термобатареи. В зависимости от интенсивности радиации между батареями создается разность температур и возникает электрический ток, измеряемый гальванометром. Актинометр служит для измерения прямой радиации, падающей на поверхность, перпендикулярную солнечным лучам. Пиранометр служит для измерения суммарной и рассеянной радиации. Альбедометр - это пиранометр, по которому можно измерять и отраженную радиацию. Пиргеометрами измеряют величину длинноволнового излучения, балансомерами – алгебраическую сумму составляющих радиационного баланса. Люксметр – фотометрический прибор для измерения освещенности, фитактинометр и фитометры - для измерения ФАР.
Спектральный состав солнечной радиации
Солнечная радиация состоит из электромагнитных волн различной длины. В системе СИ длина волн измеряется в микрометрах (мкм) = 0,001 мм и нанометрах (нм) = 0,000001 мм. Спектр - это распределение солнечной энергии по длинам волн. Он делится на три части: ультрафиолетовую (менее 0,4 мкм), видимую (0,4 - 0,76 мкм) и инфракрасную (более 0,76 мкм). У верхней границы атмосферы видимая часть спектра составляет 46% всей радиации, инфракрасная - 47%, ультрафиолетовая - 7%. Видимая часть спектра создает освещенность. При прохождении света через призму, он разлагается на окрашенные лучи в порядке убывания длины волны: красного, оранжевого, желтого, зеленого, голубого, синего, фиолетового цвета. Инфракрасные лучи зрением не воспринимаются, производят тепловой эффект.
При прохождении через атмосферу солнечная радиация ослабляется путем поглощения и рассеивания в атмосфере, изменяется ее спектральный состав. До поверхности Земли не доходит ультрафиолетовая радиация с длиной волны менее 0,29 мкм, которая поглощается озоном. Инфракрасную радиацию сильно поглощает углекислый газ, но его содержание в атмосфере незначительно, а основным поглотителем радиации является водяной пар. Также интенсивно поглощают радиацию аэрозоли. Всего в атмосфере поглощается до 20% солнечной радиации.
Рассеивания существенно ослабляет видимые синие и фиолетовые лучи (в 16 раз сильнее, чем красные). В зависимости от высоты Солнца над горизонтом, солнечные лучи проходят через атмосферу разное расстояние. Чем меньше высота, тем больше путь лучей, тем больше поглощение и рассеивание радиации, тем больше изменяется ее спектраль-ный состав: понижается энергия наиболее коротковолновых лучей - синих и фиолетовых, преобладающими становятся желтые, красные. Поэтому, когда солнечный диск находится у горизонта, путь лучей велик и наблюдаются красные восходы и закаты Солнца.
Влияние солнечной радиации на атмосферные процессы и биосферу
Солнечная радиация - это основной источник энергии почти всех природных процессов в атмосфере и на поверхности Земли, один из главных климатообразующих факторов. Солнечная радиация неравномерно нагревает сушу и океаны, вызывает перемещение воздушных масс, перемешивание воздуха, что определяет постоянство газового состава атмосферы. Под действием нагревания испаряется огромное количество воды с поверхности водоемов, растений, почвы. Водяной пар, переносимый ветром с океанов и морей на сушу, является основным источником осадков, которые питают растения, формируют речную сеть.
Энергия солнца является источником жизни на Земле. Растения превращают солнечную энергию в органическое вещество в процессе фотосинтеза. Живые организмы очень чувствительны к интенсивности радиации, спектральному составу, продолжительности освещенности. По реакции на интенсивность радиации все растения делятся на светолюбивые и теневыносливые. Недостаточная освещенность способствует полеганию зерновых культур, при густых посевах кукурузы и снижении поступления радиации уменьшается количество початков. С числом солнечных дней тесно связана сахаристость винограда, свеклы, яблок, чем больше радиации, тем больше масла в подсолнечнике. Продуктивность скота увеличивается с повышением ультрафиолетового излучения зимой.
По реакции на продолжительность солнечного сияния растения условно подразделяются на: растения короткого дня, у которых цветение наступает при длине светового периода менее 12 ч. в сутки (капуста, конопля и др.); растения длинного дня, которым требуется более 12 ч. в сутки для цветения и дальнейшей вегетации (овес, пшеница, лук, морковь и др.); нейтральные к длине дня растения, которые развиваются при разной продолжительности освещенности (гречиха, виноград и др.).
Для биологических процессов в растениях наибольшее влияние имеет радиация с длиной волны менее 4 мкм (ультрафиолетовая, фотосинтетически активная и ближняя инфра-красная). Ультрафиолетовая радиация способствует дифференциации клеток и тканей, замедляет их рост. На уровне моря и небольших высотах ее мало, в высокогорьях, выше 3-4 км, энергия фиолетовых лучей в 2-3 раза больше. При фотосинтезе используется не весь спектр радиации, а только его часть в интервале длин волн 0,38 - 0,71 мкм. Эту часть называют фотосинтетически активной радиацией (ФАР), которая является важнейшим фактором продуктивности растений. Для фотосинтеза необходима интенсивность солнечной радиации в пределах 20,9-34,9 Вт/м2. Эта величина называется компенсационной точкой. Ниже ее расход органического вещества на дыхание будет больше, чем его образование при фотосинтезе. До значений 209-279 Вт/м2 продук-тивность фотосинтеза возрастает, а далее - замедляется. Днем приход ФАР обычно превышает эти значения, но в густых посевах и насаждениях и в теплицах в пасмурные дни - может быть недостаточной. Приход ФАР определяется по поступлению прямой и рассеянной радиации, определяемому приборами:
R фар = 0,43 I1 + 0,57 i,
где:I1 - прямая солнечная радиация (на горизонтальную поверхность); i - рассеянная радиация.
Радиационный баланс
Солнечная радиация, которая приходит к земной поверхности, частично поглощается, частично отражается ею. Земля также сама излучает радиацию в атмосферу, а из атмосферы излучается инфракрасная радиация, главным образом (около 70%), в направлении к земной поверхности (встречное излучение атмосферы). Разность между приходящим и исходящим потоками энергии называется радиацонным балансом.
Составляющими радиационного баланса являются следующие элементы коротковолновой и длинноволновой радиации. Суммарная радиация ( Is ), отраженная ( Q ), длинноволновое излучение Земли ( Ез ), длинноволновое излучение атмосферы или встречное излучение ( Еа ).
Величина отраженной солнечной радиации от поверхности зависит от свойств этой поверхности. Отношение отраженной радиации ( Q ) ко всей приходящей называется отражательной способностью или альбедо ( А ) данной поверхности:
А = Q : IS ´ 100%.
Альбедо зависит от цвета, шероховатости, влажности и других свойств поверхности. Для почв его значения колеблются в основном в пределах 10 - 30% (для влажного черно-зема – снижается до 5%, для сухого светлого песка может повыситься до 40%). Во всех случаях влажные почвы отражают радиацию меньше. Для растительного покрова харак-терны значения альбедо от 10 до 25%. Для свежего снега – до 95%, для загрязненного – ниже 50%. Для облаков – в среднем 50-60%, на верхней границе – до 80%.
Земная поверхность излучает длинноволновую радиацию ( Ез ) в атмосферу непрерывно, а атмосфера отдает ( Еа ) ее. Разность этих двух потоков, которые характеризуют потерю тепла, называется эффективным излучением и выражается уравнением:
Информация в лекции "Формы речевой коммуникации" поможет Вам.
Еэ = Ез - Еа,
Эффективное излучение представляет собой потерю лучистой энергии, а следовательно, и тепла с земной поверхности ночью и именно оно измеряется пиргеометрами. С возрастанием облачности, увеличивается встречное излучение, а эффективное - убывает, то есть ночное охлаждение поверхности становится меньше. Днем эффективное излучение перекрывается поглощенной солнечной радиацией, поэтому и поверхность земли днем теплее. В средних широтах земная поверхность теряет при эффективном излучении примерно половину количества тепла, получаемого от поглощенной радиации.
Эффективное излучение деятельного слоя зависит от температуры слоя, влажности и прозрачности воздуха, облачности. При повышении температуры поверхности Еэ увели-чивается, при возрастании влажности и температуры воздуха - уменьшается. Облака излучают почти также, как и деятельный слой земли и при сплошной плотной облачности Ез может быть примерно равно Еа и в этом случае Еэ = 0. Сильно ослабляет излучение земной поверхности атмосфера, поглощая его водяным паром и углекислым газом. При этом коротковолновое излучение атмосфера пропускает. Эта особенность атмосферы называется парниковым эффектом. Без атмосферы температура поверхности земли была бы на 38оС ниже.
Уравнение радиационного баланса может быть представлено с учетом его составляющих в виде:
R = Is - Q - Eз + Еа или R = IS - Q - Еэ,
ночью: R =Еа – Ез= -Еэ, т.е. происходит охлаждение поверхности. Значение радиационного баланса изменяется от отрицательного ночью к положительному днем после восхода Солнца и высоте его над горизонтом 10 - 15о. От положительного к отрицательному он переходит перед заходом солнца при той же его высоте. При снежном покрове баланс становится положительным при высоте солнца около 20 –25о из-за боль-шого альбедо снега.
